2.5 地球的地震共振
地震波的反射和折射有时可使地震能量汇集于一地质构造中,如冲积河谷,因为那里在近地表处有较软岩石或土壤.稍后将讨论的1985年墨西哥城和1989年洛马普瑞特地震时严重破坏的特殊分布区可以用此原因解释(图2.7).其效应与在一个屋子里面声波能被墙多次反射形成回音汇集能量一样.在地震时,,P波和S波从远处传来,折射入谷地,它们的速度在刚性小的岩石中减低,它们在谷底下传播直到接近谷边缘时,部分能量折射回到盆地中.这样,波开始往复传播,类似池塘中的水波.不同的P波和S波交织,,回转的波峰叠加在射入的波峰上,引起幅度的变化.这时每一叠加波的相位是关键,因为当交切的波位相相同时能量会加强.通过这种"正干涉",地震能量在某些频率波段汇集起来.如果没有波的几何扩散和摩擦耗散,即振动的岩石和土壤使一些波能转化为热,,波的干涉造成的振幅增长真可能造成灾难性的后果.
可以从另一种角度去认识在限定的地质构造中地震波的效应.如同在池塘里看到的交叉水波一样,,干涉的地震波可产生驻波,表观上,干涉波似乎站住不动了,地面似乎纯粹作上下震动.同样地,,当弦乐器如竖琴的弦被拨动时,也产生驻波.一般来说,地震时,,往往在一河谷或类似的构造中激发许多不同频率和振幅的P波和S波,,松软土壤能增强在许多频段上的运动,与音乐中的情况一样,产生显著的泛音或高阶振型.如果布设足够的地震波记录仪器,有时能够识别出这种泛音.
有时大地震可以引起整个地球像铃一样振动起来.自18世纪起数学家们分析了一个弹性球的振动.1911年英国数学家勒夫(Love)曾预计,一个像地球同样大的钢球将具有周期约一小时的基本振动,并将有周期更小的泛音.然而在勒夫的预言过半个多世纪以后,地震学家对即使是{zd0}的地震是否真具有足够的能量去摇动地球,并产生深沉的地震音乐仍然没有把握.不难想象,,地震学家们首次观测到地球自由振荡时是如何惊喜若狂.1960年5月智利大地震时,在世界各地当时仅有的少数特长周期的地震仪上,清楚地记录到极长周期的地震波动持续了许多天,测得的振动最长周期是53分,与勒夫预计的60分相差不多.这些地面运动记录的分析首次给出了明确的证据,理论上预计的地球的自由振荡确实被观测到了.
图2.7 1989年洛马普瑞特地震时滨海区建筑物受损情况
1989年洛马普瑞特地震时,在滨海区填充地面沉降可达5英寸之多,特别是在原来的
海滨沙地上面又覆盖了人工填充物,其建筑物大多xx毁坏.毁坏或严重受损的建筑
用黑色块表示;受毁不那么严重但也不能居住的建筑用灰色块表示;实心圆表示记录
强地面运动的仪器,用于比较软土壤与附近岩石地基上的摇动
当一地震源释放能量之后,地球的共振振动在不再受力的方式下持续,这时其振动频率仅取决于弹性地球的本身性质.确切的数学模拟基本原理,依然类似于对拨动弦乐器的分析.希腊人在2 000多年前就认识到,音乐的谐波只取决于琴弦的长度、密度和绷紧程度(图2.8).这种自由振动叫本征振动.同样,,被拨动了的地球内的本征振动,取决于其地质构造的大小、密度和整个内部的弹性模量.
图2.8 一弹性绳的振动状态
弹性球体仅有两种不同类型的本征振动.一类叫T型或环型振荡,仅包括地球岩石的水平移动;岩石的颗粒在球面mm地球表面或一些内部界面上往复运动.第二类叫S型或球型振荡,球型振荡的运动分量既有沿半径方向的,也有水平方向的.
近年来测量由大地震产生的球型和环型本征振动,提供了推断地球内部构造的全新的方法,我们将在本书第6章回到这一主题.
2.6 地震面波mm沿地面的地震波
当P波和S波到达地球的自由面或位于层状地质构造的界面时,在一定条件下会产生其他类型地震波.这些波中最重要的是瑞利波和勒夫波.这两类波沿地球表面传播;岩石振动振幅随深度增加而逐渐减小至零.由于这些面波的能量被捕获在表面才能沿着或近地表传播,否则这些波将向下反射进入地球,在地表只有短暂的生命.这些波类似在伦敦的圣保罗大教堂 ",;耳语长廊"(译者注:或中国天坛回音壁)的墙面上捕获的声波,只有耳朵靠近墙面时才能听到从对面墙上传来的低语.
勒夫波是地震面波中最简单的一种类型.它们是以1912年首次描述它们的勒夫的姓名命名的.如图2.9所示,这个类型的波使岩石质点运动类似SH波,运动没有垂向位移.岩石运动在一垂直于传播方向上在水平面内从一边到另一边.虽然勒夫波不包括垂直地面运动的波,但它们在地震中可以成为{zj1}破坏性的,因为它们常具有很大振幅,能在建筑物地基之下造成水平剪切.
图2.9 勒夫波和瑞利波传播过程中近地表岩石的运动
相反,瑞利面波具有相当不同的地面运动.于1885年首次由瑞利(Lord Rayleigh)描述,它们是地震波中最近似水波的.岩石质点向前、向上、向后和向下运动,沿波的传播方向作一垂直平面,,质点在该平面内运动,描绘出一个椭圆.勒夫波和瑞利波的速度总比P波小,与S波的速度相等或小一些.从地面运动类似性看,球型(S型)自由振荡是传播的瑞利波的驻波,环型(T型)自由振荡则与勒夫波对应.
2.7 地震波的波序
由于不同地震波类型的速度不同,,它们到达时间也就先后不同,从而形成一组序列,它解释了地震时地面开始摇晃后我们经历的感觉.记录仪器则可以让我们实际看到地面运动的状态,如图2.10所示.
从震源首先到达某地的{dy}波是"推和拉",;的P波.它们一般以陡倾角出射地面,因此造成铅垂方向的地面运动,垂直摇动一般比水平摇晃容易经受住,因此一般它们不是{zj1}破坏性的波.因为S波的传播速度约为P波的一半,相对强的S波稍晚才到达.它包括SH和SV波动:前者在水平平面上,后者在垂直平面上振动.S波比P波持续时间长些.地震主要通过P波的作用使建筑物上下摇动,通过S波的作用侧向晃动.
图2.10 地震记录波形
上边3条地震记录是在日本记录的震级为1.8的局部小震,;下边3条是在德国记录到的挪威海中发生的5.1级地震;地震波到达的顺序是相同的,虽然小震没有面波发育,每一地震用3条地震记录图代表,每条记录一个不同的摇动方向:东-西(E)、北-南(N)和上-下(Z)
正好是S波之后或与S波同时,勒夫波开始到达.地面开始垂直于波动传播方向横向摇动.尽管目击者往往声称根据摇动方向可以判定震源方向,,但勒夫波使得凭地面摇动的感觉判断震源方向发生困难.下一个是横过地球表面传播的瑞利波,它使地面在纵向和垂直方向都产生摇动.这些波可能持续许多旋回,引起大地震时熟知的描述为",;摇滚运动".因为它们随着距离衰减的速率比P波或S波慢,在距震源距离大时感知的或长时间记录下来的主要是面波.图2.10所示的地震记录,勒夫波和瑞利波比P波和S波持续的时间长5倍多.
类似于音乐乐曲{zh1}一节,面波波列之后构成地震记录的重要部分,称之为地震尾波.地震波的尾部事实上包含着沿散射的路径穿过复杂岩石构造的P波、S波、勒夫波和瑞利波的混合波.尾波中继续的波动旋回对于建筑物的破坏可能起到落井下石的作用,促使已被早期到达的较强S波削弱的建筑物倒塌.
面波扩展成为长长的尾波是波的频散一例.各种类型的波通过物理性质或尺度变化的介质时都会发生这一效应.细看水塘中的水波显示,具短波长的波纹传播在较长波长的波纹前面.波峰的速度不是常数而取决于波的波长.当一块石头打到水中之后,随时间的发展,原来的波开始按波长不同被区分开来,后来较短的波脊和波槽越来越传播到长波的前面,地震面波传播中也有类似现象.
不同地震波的波长变化很大,长至数千米,,短至几十米,这样地震波很可能发生频散.图2.11显示一典型面波从地面到较深处岩石质点运动随深度的变化.既然为面波,绝大部分波的能量被捕获在近地表处,到一定深度后岩石实际已不受面波传过的影响,这一深度取决于波长,波长越长,波动穿入地球越深.一般地讲,地球中的岩石越深,穿行其中的地震波速越快,所以长周期(长波长)面波一般比短周期(短波长)的传播快些.这种波速度的差异,使面波发生频散,拉开成长长的波列.但与水波相反,较长的面波是首先到达的.
图2.11 水波或地震面波中水或岩石质点的椭圆运动轨迹
随深度增大椭圆变小直至{zh1}消失,,椭圆运动可能是顺时针的、也可能是逆时针的
我们还需要理解波的另一种性质,才能完成对地震波运动奇妙世界的全部了解,这就是波的衍射(绕射)现象(图2.12).当一列水波遇到一障碍,如一突出水面的垂直管子,波能的大部分能量反射走了,但有些波将绕着管子进入阴影,因而管子后面的水并不xx平静.事实上所有类型的波的衍射mm无论是水、声或地震波都引起它们从直线路径偏移,暗淡地照亮障碍物后面的区域.
图2.12 海波被绕射传播到海角屏蔽的后面海面
理论和观察一致得出:长波比较短的波向平静带偏折更多.就是说,像频散一样绕射是波长的函数.对地质解释最重要的一点是P波和S波及面波没有被异常的岩石包体xx阻止,一些地震能量绕过地质构造绕射,另一些通过它们折射.
第6章谈到地震时P波和S波穿过地球深内部的表现是一个突出的例子.这些波部分地被近地心庞大的液体区域阻挡.然而一些波的能量绕着这庞大的液核,在地球另一面以弱波形式出露.